释光技术在水成沉积物测年中的应用进展

赵秋月1，2，3），魏明建1，2，3），周锐1，2，3），宋波4），潘宝林1，2，3），陈淑贞1，2，3），赵晓红1，2，3）

1）首都师范大学资源环境与旅游学院，北京，100048；

2）资源环境与地理信息系统北京重点实验室，北京，100048；

3）国家重点实验室培育基地——城市环境过程与数字模拟，北京，100048；

4）北京市京源学校，北京，100040

内容提要：准确获得水成沉积物的年龄是第四纪年代学重要的前沿问题之一。随着释光技术的发展，水成沉积物释光测年在如下方面有新的进展：具体释光技术的选择、释光测量方法、测年矿物的种类、矿物的粒级和获得等效剂量的统计方法等。线性调整光释光技术能够提取光释光信号中衰退快的组分；单片再生法应用广泛；单颗粒技术在挑选沉积时晒退充分的颗粒方面具有一定的优势；水成沉积物中的石英比长石更易晒退；较多的实验表明水成沉积物中的粗颗粒比细颗粒更易晒退；获得等效剂量的统计模型很多，但尚无一种统计模型适用于所有样品。在此基础上探讨了水成沉积物释光测年在气候、构造运动、冰川进退历史和人类活动主导的土壤侵蚀量变化研究中的意义及今后的研究方向，为全面了解该领域的最新研究进展提供参考。

释光技术在陶器、瓦片、火山、黄土等受热或晒退充分的考古材料和地质样品的断代中应用广泛，并取得了巨大突破，但在河流、湖泊、泥石流、冰川等水动力环境下的沉积物测年中遇到了一些困难：一是水成沉积物在搬运和沉积过程中没有受热过程，导致热释光（TL）残余本底较大（Forman and Ennis，1991）；二是水对阳光强度具有削减作用，沉积物所受的光晒退作用有限，光释光（OSL）本底仍有一定残留（Fuchs et al.，2005；Alexanderson，2007；Hu Gang et al.，2010）；三是水的混浊度、采样地点的太阳辐射强度、样品搬运距离等因素也会影响水成沉积物的光晒退程度 （Godfrey-Smith et al.，1988；Stokes et al.，2001）。大部分水成沉积物的残余本底在沉积前都有不同程度的残留。20世纪80年代中期以来，人们对水成沉积物释光本底的研究深度和认识水平都有了长足的进展，本文从现有资料入手，尝试对释光技术在水成沉积物测年中遇到的主要问题进行梳理和分析，对水成沉积物释光测年在地学中的应用（气候变化、构造运动、冰川作用及土壤侵蚀等方面）做一述评，充分挖掘水成沉积物记录的环境信息。

1 释光断代

释光是结晶固体受到辐射作用后积蓄起来的能量在热或光激发下以磷光的形式释放出来的一种能量转换现象，根据激发方式的不同分为热释光（TL）和光释光（OSL）。沉积物中的矿物晶体由于杂质原子的渗入、形成过程中的快速冷却或周围环境的核辐射作用等形成晶格缺陷，最终导致陷阱的形成，Wintle和Huntley（1982）将其细分为“光敏陷阱”和“非光敏陷阱”。在辐射作用下从母核中电离出来的电子扩散到这两种陷阱附近，被前者俘获的称为“光敏陷阱电子”，被后者俘获的称为“非光敏陷阱电子”。当晶体再次受到热激发时，电子从陷阱中逃离，一部分可能被再次俘获而滞留在更深的陷阱中，另一部分与发光中心发生复合，发出的光就是热释光。当晶体受到光激发时，光敏陷阱电子逃离出陷阱，与发光中心发生复合，发出的光就是光释光。释光的强度与电子贮存的能量成正比，而电子贮存的能量与每年来自样品和周围环境的放射性辐照剂量（年剂量率）成正比，二者的比值即为样品最后一次加热或曝光以来所经历的时间，释光断代测得的是样品的绝对年龄，测年准确度常受释光信号不完全晒退的制约。

2 水成沉积物测年的焦点问题

压力、结晶、摩擦、加热和曝光是导致晶体释光信号回零的五大过程：第一种仍有争议（Duller，2004；王维达等，1997）；第二种主要应用在石笋等碳酸盐矿物的测年中（Li Huhou，1987）；第三种用来解释待测样品粉碎时经过摩擦所产生的摩擦热释光现象（王维达等，1997）；第四种广泛应用在考古遗址中陶器、砖瓦以及火山等经过热事件样品的年龄测定（李虎候，1999）；第五种应用在第四纪风成和水成沉积物测年中，埋藏之前的归零程度是影响其测年准确度的关键，与复杂的地球化学过程、搬运历史、搬运距离等相联系（龚革联，2006）。实验室测年时若样品沉积前未充分晒退，残留释光信号会使得到的释光年龄偏大（Lowick，2012），这一问题在测定年轻沉积物释光年龄时显得尤为突出。在这种情况下如何能逼近测年样品的真实年龄是近年来人们普遍关注的问题。

2.1 释光测年技术的选择

释光测年技术在水成沉积物年龄测定中先后经历了TL和OSL两个阶段。尽管热释光和光释光信号均源自晶体中贮存辐射能的激发，但也是存在区别的。TL是通过热激发使亚稳态中的光敏和非光敏陷阱内的储能电子释放出来，而OSL是通过光激发使光敏陷阱内的储能电子释放出来。TL通常用来测定沉积前经历过热事件的样品年龄，而对于没有经历热事件的水成沉积物来说，OSL技术具有一定的优势，主要表现为：OSL信号晒退速率较快、较为充分，测年零点相对明确；残留信号较少，不确定度较低，年轻地质样品（＜500a）得以测年（Duller，2004）。但水成沉积物TL测年方面的探索为后来发展起来的OSL测年打下了良好的基础。

水成沉积物TL测年潜力首先被Shelkoplyas和Morozov（1965）发现，随后一些学者对不同区域的水成沉积物的释光响应进行了大量的实验研究。Huntley和Johnson（1976）首先进行了光晒退实验，利用紫外灯对距离北太平洋洋底表层30cm深的两个岩芯中的硅酸盐样品照射30min后，仅有少量的释光信号残留，证明其TL信号是可晒退的。Wintle和Huntley（1980）在此基础上进一步对这两个钻孔的12个样品进行测年研究，提出部分晒退法，获得了较为满意的TL年龄。Forman和Ennis（1991）利用部分晒退法对挪威斯匹次卑尔根岛全新世的次大陆架沉积物进行TL测年，其年龄值比放射性碳所测的年龄值高数十倍，表明TL信号残留水平较高，无法获得样品沉积时的真实年龄，通过实验证明随时间和空间变化的光照强度是影响水成沉积物TL信号残留水平高低的重要因素。由于水成沉积物的TL测年受不同地区样品来源复杂、搬运方式（推移、跃移、悬移和溶移）多样、沉积环境的差异以及TL信号不容易晒退等问题的困扰，使得其应用的难度大大增加。沉积物的残留本底过大一直是应用热释光开展水成沉积物测年中悬而未解决的问题。随着释光技术的发展，OSL技术作为新一代释光技术应运而生，为水成沉积物测年带来新的希望。OSL技术根据激发光源的不同分为绿光释光、红外释光和蓝光释光。OSL测年最早是由Huntley等（1985）提出的，也称之为绿光测年技术（GLSL），用氩离子激光器产生的514nm的绿光来激发石英或长石样品。Godfrey-Smith等（1988）对70 ka的长石和500 ka的石英颗粒进行持续20h的阳光晒退，两种矿物的残留TL信号和GLSL信号均不为零，GLSL信号晒退的速率明显大于TL信号的晒退速率，GLSL比TL更适合于晒退不充分的水成沉积物的测年。以长石作为测年矿物的红外光测年技术（IRSL）（Hutt et al.，1988）出现后不久便应用于水成沉积物测年中（尹功明等，1997；Hong D G et al.，2003），现代湖相细沙样品的等效剂量小于1Gy，说明水悬浮和风力搬运沉积过程中细粉砂级的长石等碎屑矿物的IRSL信号已被相当彻底地光晒退。值得注意的是长石可能存在异常衰退现象（Wintle，1973；Kars et al.，2008），较低的IRSL等效剂量很可能是长石的异常衰退引起的（Kars et al.，2008）。Bøtter-Jensen等（2000）用能量高、激发速度快的蓝光二极管（波长为470 nm）做激发光源开展石英和长石的光释光断代，得到了学术界的广泛认可。回授光释光（ReOSL）在洛川黄土测年中崭露头角，使黄土测年上限提高到 0.8Ma（Wang Xulong et al.，2006）。不久之前，ReOSL也逐渐开始在水成沉积物测年中应用，黄河现代沉积物的热转移光释光（TT-OSL）剂量值最高达378Gy，表明该法所测得的黄河现代河流沉积物释光信号晒退极不充分（Hu Gang et al.，2010）。郝家台泥河湾层中的河湖相沉积物和黄土—古土壤细颗粒石英测年中，在一定深度上OSL年龄出现饱和，而ReOSL年龄仍随地层深度的增加而增大，表明年代较老的细颗粒石英的TT-OSL信号可能是一种良好的测年时计（Zhao Hua et al.，2010）。

解决水成沉积物残留释光信号问题的关键是将易晒退和难晒退的释光组分分离，提取光释光信号中衰退快的组分用来测年，和中、慢组分相比，快组分的光致电离截面更大，陷阱被排空的速率更快（Kuhns et al.，2000），释光信号归零程度越充分。激发光功率可调的光调制光释光（LM-OSL）技术恰满足了这样的要求，将晒退快的组分分离出来测年有效地解决了释光信号的残留问题，是很有潜力的测年技术（Bulur，1996；Larsen et al.，2000；Li Shenghua and Li Bo，2006；Chen et al.，2009；Pan Baolin et al.，2012），但在水成沉积物测年领域的应用还未兴起。

2.2 释光测量方法的选择

释光测量根据所用测片的数量分为多片法、单片法。多片法测量需要的样片数量多，且样片之间需要进行质量归一，单片法以其制作样片的数量少、不需要归一化等优点成为测年的主流方法。就单片法来讲，又有大片、小片和单颗粒的差异。水成沉积物颗粒差异晒退使得待测量样片上矿物颗粒的数量对样片最终的等效剂量值会产生不同程度的影响（Duller，2000，2004，2008），样片上的矿物颗粒越多，等效剂量值越趋于平均，导致结果偏大。单颗粒技术的出现使得测量单个矿物颗粒的晒退程度成为现实。Duller（2004）对塔斯马尼亚岛的海岸阶地进行OSL测年，大片（每片大于1000粒）的测量结果导致年龄偏大20ka，用小片（每片小于100粒）和单颗粒也分别进行了测量，随着测量矿物颗粒数量的减少，等效剂量值的变化增加，加权平均值减少，用单颗粒能较好地鉴别沉积时晒退充分的颗粒，用这种方法所获得的阶地OSL年龄为5～6ka。Delong和Arnold（2007）的研究表明对于年龄低于1000a的冲积样品，单片测量与单颗粒测量相比会使年龄偏高50%甚至更多。Wu Tzushuan等（2010）对台湾西部的现代泥石流沉积物的残余释光信号用单颗粒和小片（150～200粒）进行了对比研究，单片法会导致现代沉积物年龄被高估3～25ka。单颗粒技术所获得的残余本底较小，显示了从差异晒退的沉积物中挑选沉积时晒退较为充分的矿物颗粒的优势，是水成沉积物测年的重要发展方向。

2.3 释光测年矿物的选择

利用OSL测定水成沉积物年龄时，地质样品中不同矿物的OSL信号残留水平各异。Godfrey-Smith等（1988）率先对石英和钾长石矿物的不完全晒退水平进行了研究，石英的残留光释光信号水平较低，后续的研究也证明了该结论。有的学者认为在清水中石英OSL信号的阳光晒退效率比长石高，但在浑浊的 水 中 可 能 相 反 （Spooner，1994a，1994b）。Hansen等（1999）所测得的东格陵兰岛的冰水沉积物的钾长石IR-OSL年龄比石英OSL年龄高出2倍。Fuches等（2005）从德国 Rote Weiβeritz河的现代沉积物中分别提取石英和钾长石矿物，石英矿物的年龄为0.36～0.83ka，钾长石矿物的年龄为2.12～4.67ka，后者更偏大，表明相同地质样品的石英颗粒比钾长石颗粒更易晒退，所测得的年龄误差相对较小。此外，长石的异常衰退（Wintle，1973；Kars et al.，2008）是影响其IR-OSL测年精度的重要因素，目前这种现象的产生机制尚不完全清楚，由此引起的年龄误差也很难校正。石英的释光信号并无异常衰退现象，成为近年来水成沉积物测年中应用较广的矿物。但水成沉积物中的其他矿物，如方解石、白云石、角闪石等的光释光特征和晒退速率等尚未见报道。

2.4 释光测年矿物粒级的选择

形成于不同沉积环境下的不同粒级的矿物组分的晒退程度存在差异。水成沉积物释光测年中常用到细颗粒（4～11μm）和粗颗粒（＞90μm）两种组分，关于哪种更适合应用于水成沉积物的测年，尚没有清晰、全面的解释。Fuchs等（1994）和Fuller等（2005）少数人认为细颗粒比粗颗粒容易晒退 ：粗颗粒在水柱底部牵引力的作用下以推移质的形式搬运，而细颗粒在水中以悬移质搬运，更接近于水面，搬运距离较远，接受阳光照射的时间较长。然而越来越多的研究表明粗颗粒样品的残余等效剂量值更低：粗颗粒从侵蚀到堆积的整个过程中搬运速度较低，在搬运过程中也更容易在河道中堆积，接受曝光的时间较长（Godfrey-Smith et al.，1988；Olley et al.，1998；Colls et al.，2001；Truelsen et al.，2003；Vandenberghe et al.，2007；Zhao Hua et al.，2010）。这两种解释都考虑了沉积物的搬运方式和曝光时间，与水成沉积物的类型、所处的地理位置、搬运沉积过程中天气和季节等因素有关吗？复杂的人工模拟实验可能给出更为全面的解释。

2.5 释光测年样品等效剂量值的选取

测年仪器的不断改进（Bøtter-Jensen et al.，2000）和测年方法（Murray and Roberts，1998；Murray and Wintle，2000）的不断完善使得在处理水成沉积物样品离散的等效剂量值方面取得了长足进步。特别是在等效剂量值选取的统计方法方面，最小χ%的平均值法（LEP）、leading-edge法、最小年龄模型（MAM）等相继出现。

从分散的等效剂量值中选出最接近于样品在地质时间内积累的真实剂量是各种统计分析方法的最终目的。这些方法通常是基于粗颗粒样品小片或单颗粒技术获得的等效剂量值的基础上进行统计分析，把晒退充分和不充分的样品区分开。这些统计分析方法包括：① 最小 χ%的平均值法（LEP）（Olley et al.，1998），适于年龄非常年轻的、晒退不充分的样品，由于这种最小值也可能是由于样品曝光或实验误差导致的，故而有时可能会导致地质样品年龄偏低；②最小年龄模型（MAM）（Galbraith et al.，1999），一般仅适用于不完全晒退所引起的等效剂量值离散的样品，对于微剂量或者释光特征所导致的离散等效剂量值并不适用（Murray and Roberts，1997；Kalchgruber et al.，2003）；③ leading-edge法（Lepper et al.，2000），通过去卷积来消除实验误差等引起的不确定性，这种方法仅适用于单片数据系列，而且平行样品的数量要求较大，一般为100～125个，因为单片中包含的颗粒较多，会使单个等效剂量值之间的差异变小，使结果偏高；④ Fuchs和Lang（2001）提出了一种仅用较少的数据集就能获得用于真实年龄计算的等效剂量值的方法。一般适用于样品量较少的样品。将等效剂量值按照从小到达的顺序排序，首先计算最小的两个等效剂量的平均值，以后每次增加一个值，直到相对标准偏差大于4%（人工辐照石英样品所得）就剔除，这些保留下来的等效剂量的平均值用于年代的计算。

尽管为获得沉积物沉积时积累的真实剂量的年龄模型很多，但没有一个年龄模型适用于所有类型的沉积物（Bailey and Arnold，2006）。几乎所有的统计方法都是在至少有几个片或几个颗粒沉积前充分晒退的前提下进行的，如果事实并非如此，那么无论用哪种方法所获得的年龄都是偏高的。

3 水成沉积物释光测年在地学研究中的意义

在释光测年技术和方法研究不断深入的同时，全球环境变化和环境演变研究的领域内，以释光年龄作为绝对时间标尺的案例越来越多。黄土、深海泥芯和极地冰芯以其沉积连续、分布广泛而成为全球环境变化研究的三大支柱，但某些特定的区域仅有水成沉积物，作为沉积记录的载体，能够反映特定时段内环境的变化。

3.1 在古气候研究中的意义

全球气候变化是世界瞩目的问题之一。现有的气候记录十分有限，人们迫切需要从各种地质记录载体中获取长时间的古气候信息，水成沉积物就是重要的古气候信息记录载体之一。Chen Jian等（2008）对四川西部晚更新世的泥石流沉积物和阶地进行了OSL—SAR测年，所用的石英颗粒粒级为90～125μm和150～180μm，每个样品的平行样片数为16～24个，测年结果为10.6～4.5ka。测年结果反映泥石流发生于气候温暖湿润时期（10.0～4.2ka），表明青藏高原东南缘的泥石流暴发强度是夏季风强弱的一种反映。Thomas等（2007）对澳大利亚昆士兰东北部的河流沉积物、冲洪积物和山坡沉积物进行了年代的测定，主要利用OSL—SAR法，辅以TL和14C测年法，测年矿物为石英，粒级为180～250μm，测年结果表明大部分沉积物的形成时间集中在64～28ka（MIS 3），10～15m的垂直扇形沉积物的形成时间为28～14ka（MIS 2），MIS 3时期流域内气候相对湿润并伴有暴雨事件，MIS 2时期流域内径流减少，水流携沙能力减弱，扇逐渐形成，冰期以后的更新世到全新世的过渡时期，扇被切开，认为是小流域对气候变化的响应。王恒松等（2012）对渭河临潼段夹杂古洪水滞流沉积物（SWD）的黄土—古土壤剖面进行了40～63μm的石英OSL—SAR测年，每个样品制备18个平行样片，年龄序列和地层顺序一致，测得千河流域特大古洪水事件发生于6～5ka，确定此时气候系统不稳定，频繁波动，降水变率大。水成沉积获得的释光年龄序列作为年龄标尺，对重建古环境具有重要研究价值。水动力环境下形成的沉积与全球气候变化的背景密切相关，泥石流沉积具有事件性，发生强度能够作为夏季风的替代指标；洪、冲积物蕴含地貌形态变化的信息，对变化部位测年有利于认识地貌过程发生的地质时期。水成沉积的释光测年对于揭示流水环境的古地质事件发生的时间具有特殊的意义。全球气候变化研究迫切需要高分辨率的水成沉积物释光测年方法的出现，以期不同区域的事件性全球气候记录在全球气候变化中高分辨率可比。

目前，以水成沉积物为对象进行光释光测年主要采用的是单片再生剂量法，该方法具有所需样片少、不需要归一化等优势，特别地对于水成沉积物测年，矿物的均一性成为研究者关注的核心问题，流水作用使搬运的沉积物晒退程度存在差异性（Duller，2004），利用多片附加剂量法易造成数据离散，可重复性差。基于此，学者在对水成沉积物测年中多采用单片再生剂量法，所获得的释光年龄与地层层序符合较好，测量过程中自动化程度高。该法具有较强应用潜力，是目前水成沉积物测年较为理想的测量方法。同时，随着释光技术的发展，新的测量方法不断涌现，选择更适于水成沉积物释光测年的测量方法是水成沉积测年领域的前沿课题。

3.2 在构造运动研究中的意义

构造运动和气候变化是河流阶地形成的重要因素，二者相互耦合：在完全缺乏构造运动的地区，只依靠气候变化河流无法持续下切形成多级阶地，在构造较强烈的造山带，气候变化仍有可能控制河流阶地的形成（潘保田等，2007）。河流阶地在记录气候变化的同时也反映了构造运动，沉积速率的变化是构造运动的重要标志，例如Cunha等（2008）对塔霍河下游的河流阶地利用钾长石OSL测年得到T5阶地的形成时间范围31～40ka，T4阶地100～280ka，进而得出河流侵蚀、沉积的速率是不断在变化的，将其归因于新构造运动。Nádor等（2007）对潘诺尼亚东部末次冰期的河流沉积物进行OSL石英（80～200μm）测年，流域不同位置的沉积速率的变化表明本区河流的发展主要受构造运动的控制。大多数河流阶地都是气候和构造运动共同作用的结果，不同时期哪一因素占主导是研究时需要谨慎分析的问题。

3.3 在冰川进退历史研究中的意义

第四纪冰川进退的历史是全球环境变化研究的重要组成部分。以绝对地质年龄为依据的时间标尺必不可少。Rittenour等（2007）对密西西比河下游的辫状河流沉积物进行OSL测年，末次间冰期的曲流带（85±7～83±7 ka）到多重辫状河流（64±5～11±1ka）的沉积物记录了密西西比河对冰川作用所导致的沉积物补给的变化，河流中游和下游北部的沉积物表明在现今河漫滩下部8～21m的部位是末次间冰期时河流流动的位置，随后大量沉积物开始堆积，在64±5～50±4ka时期形成本区最高最大的辫状河曲地带，和早期上游的冰川作用时间一致。密西西比河辫状河道的形成和切开受冰雪融水及沉积物排泄的控制，而冰期海平面的升降控制着南部密西西比河下游辫状河道的升降。Alexandersonhe和Murray（2007）对瑞典南部冰川边缘的冰水沉积物进行了粗颗粒石英光释光测年，年龄数据主要集中在两个时间段25～19ka和73～33ka，和地层顺序基本一致，这些沉积物被认为是在末次盛冰期之前的冰川消退时期沉积的。欧先交等（2011）对横断山地区末次冰期冰碛物中38～63μm的石英颗粒进行了OSL—SAR测年的适用性研究，等效剂量的柱状分布形态表明样品沉积前晒退充分，测得研究区冰碛物的年代至少为60～15ka，其年龄结果内部一致性较好，和地貌关系、ESR测年结果相吻合。这些冰水沉积物的年代较老，残余本底对年龄的影响较小甚至可以忽略，在测定年龄小于1ka的地质样品时，残留释光本底的合理计算尤为重要（Jain et al.，2004）。冰水沉积物受搬运距离短和沉积环境的影响，常出现差异晒退的现象，在采样位置上应尽量在冰川前缘的冰水相和冰湖相中，这些位置的样品沉积前晒退更为充分。

3.4 在人类活动主导的土壤侵蚀量变化研究中的意义

晚冰期（16 ka）以来，人类活动增强，逐渐成为一种地质营力（母系氏族公社村落的建立、原始农业的产生与发展、冶金业的规模化生产等），导致植被覆盖率降低，土壤下渗能力减弱，径流增强，侵蚀量增加，侵蚀速率增大。河流沉积物能够记录下这一时期较高的侵蚀速率。Fuchs等（2010）对德国巴伐利亚州的河流冲积物和临近的崩积物进行了粗颗粒石英的OSL测年，所获得的年龄符合地层顺序，和14C年龄吻合良好。OSL年龄表明这些沉积物的年龄处在全新世，河流上游崩积物的年代为5.08±0.78ka，与上游崩积物毗邻的冲积物的年龄为2.40±0.23 ka，下游冲积物年龄为1.0ka，认为泛滥平原沉积物很可能反映了人类活动造成的土壤侵蚀。Eriksson等（2000）对坦桑尼亚中部的山坡崩积、冲级物进行了OSL测年，冲积扇沉积物的年龄表明土壤侵蚀量的增加不晚于0.9ka，最近的崩积物的年龄为0.46±0.04 ka、0.59±0.07ka和 0.66±0.05 ka，冲沟的形成以及扇的发展大约在0.6～0.3ka，进一步反映了人类活动增强对土壤侵蚀量的影响。以河流沉积为环境信息载体，以土壤侵蚀为切入点，研究古人类与古环境的相互作用具有重要的意义。古人类研究视角下的土壤侵蚀研究的关楗问题在于将古人类活动造成的土壤侵蚀与自然界变化导致的环境本底分离，评估古人类活动增强对古环境的影响强度。这方面的研究需结合区域地质、地貌的背景，古气候变化的本底信息及古人类、古文化遗址考古资料，不能简单地将侵蚀速率的增加归因于人类活动。全新世以来水成沉积物的沉积过程究竟是气候还是人类活动为主导尚不清晰，关于具体区域长期土壤侵蚀的原因和结果的研究有待加强。不同历史时期古环境与古人类的相互作用的研究，是深入理解不同社会背景下古人类生存、生活的必要条件，是预测未来人地关系变化、发展的必要资料，将会是充满活力的崭新研究领域。

4 水成沉积物释光测年待确定的问题

释光技术在风成沉积物测年中取得了重大进展，激励着学者们从水成沉积物中提取地质事件或过程的时间信息。在水成沉积物测年中，粗颗粒石英OSL—SAR技术得到了广泛的应用，在一定程度上揭示了当时的气候、构造、冰川作用以及人类活动的影响等。但值得注意的是，沉积前晒退不充分是水成沉积物测年的主要问题，有些问题还应进一步研究，主要有以下几点。

（1）厘清分散的等效剂量产生的原因。晒退不充分并不是等效剂量值离散的唯一原因，某些晒退充分的颗粒也存在等效剂量值离散的现象，沉积物由于受来源或搬运历史的影响所引起的释光特征、粒级、激发波长的差异、长石包裹体的存在及实验误差等因素也会造成等效剂量离散（Thomas et al.，2005）。针对不同原因，解决方法不同，准确甄别等效剂量值离散的原因是提高沉积物测年准确度和精度的关键。

（2）为了获得准确的、可再现的OSL年龄，平行样片的数量是需要确定的问题之一。目前在这方面尚无定论，少则小于10个（Fuchs and Lang，2001；Colls et al.，2001），多则大于 50个（Olley et al.，1998；Wu Tzushuan et al.，2010），不同数量的水成沉积物平行样片所计算出的等效剂量值的变异系数不同，更没有统一的变异系数值来约束。

（3）除了光照能使搬运过程中水成沉积物退火，是否还有其他退火机制，尚需要继续深入研究。

（4）石英的OSL年龄较钾长石偏低、粗颗粒和细颗粒晒退速率不同的原因尚有待深入研究。

（5）水成沉积物不同沉积亚相的残余释光信号可能存在差异，可分不同沉积亚相进行研究。

（6）水动力条件下的年剂量率的计算方法是测量年代较老的水成沉积物如河流阶地、泥石流堆积台地等特别需要慎重分析的地方。U容易氧化为UO22+，在表生作用中非常活泼，会随着水的移动而迁移（刘英俊等，1984），如果发现放射性元素有迁移现象，如何校正？此外老年龄的水成沉积物受地下水的影响不同时期也必然存在着差异，又当如何校正？这两个因素是造成年剂量计算误差的重要原因，但目前这方面的研究十分薄弱。